1、一、 地热资源时空分布及形成规律（一） 地热资源形成的地质背景中国地热资源的形成和分布，受中国地质构造特点和其在全球构造所处部位的控制。全球性的地热带一般都出现在地球表面各大板块的边界附近，低温（小于 90）和中温（90150）地下热水的出露和分布，与板内的一些活动性深大断裂和沉积盆地的发育与演化有关，高温地热田则是特定构造部位的产物，它与岩石圈板块的发生、发展有密切的联系，不少都与近期的岩浆活动有关。可开发利用的地热资源，仅赋存于一些特定的地质构造部位。板块构造学说的观点认为：中国地处欧亚板块的东部，中国大陆主体受印度板块（包括缅甸板块）、太平洋板块和菲律宾板块夹持，在上述板块的碰撞和俯冲机
2、制作用下，形成了今日的青藏高原隆起、塔里木及准噶尔等断陷大盆地和以华北为代表的新生代断陷伸展构造及许多复杂而有序的板内断裂格式。这一构造格局，对中国地热资源的形成与分布有重要影响，形成了藏滇及东南沿海两个明显的地热带和高热流值分布区。分析中国不同地区大地热流值（单位时间内由地球内部通过单位地球表面积散失的热量）的概貌，对了解中国地热资源的形成和赋存的地质背景，判定区域地热资源的潜力有重要意义。中国能源研究会地热专业委员会 1992 年绘制了中国大地热流值等值线图（参阅图 2.5.1）。从图中可以看出，中国的大地热流值大多数地区在 4060mW/m 2 之间，高值区主要分布在滇西及西藏南部，其次
3、是东南沿海和渤海湾地区。这些地区的大地热流值均在 60 mW/m2 以上。从总体上看，中国大陆地区大地热流值分布具有西南高、西北低，东部地区略高，中部地区则处于过渡区的特点。这一特点与中国地热田及地热温泉出露点的分布情况作一比较，正好反映出大地热流值高的地区也是地热温泉分布较集中的地区。中国的地质构造条件，决定了中国的地热资源主要以两种形式存在，一是在构造隆起区（浅山区），沿主要断裂构造出露并受其控制的地热温泉；二是赋存于中、新生代沉积盆地中的地下热水。 前者主要以热泉的形式直接出露地表，可开发的地段限于在地表有地热显示及其相关构造分布的地区，其分布受地质构造的控制，地热资源靠循环于断裂带中的
4、地热水所提供，称对流型地热田；后者埋藏于地下深处的各热储层中，地热靠地球内部的传导热提供，通过开采热储层中的地热水得以利用，这类热田称传导型地热田。（二） 地热资源分布的基本规律前已述及，中国地热资源以赋存于构造隆起区裂隙带中的热水和赋存于沉积盆地深部热储层的热水两种形式存在，两者的形成与分布有各自的规律，简述如下：1. 构造隆起区的地热资源构造隆起区的地热资源状况，可以其热泉天然露头的多少、放热量的强度及露头出露的条件来揭示，依据地热温泉天然露头分布的统计资料，中国地热温泉不论其数量和放热量均以中国西南部的藏南、滇西、川西地区以及东部的台湾省为最多，水热活动也最强烈，中国出露的沸泉、沸温泉、
5、间歇喷泉和水热爆炸等高温热显示多集中分布于此区；其次是东南沿海的闽、粤、琼诸省，这些地区大于 80的温泉很多；西北地区温泉稀少；华北、东北地区除胶东、辽东半岛外，温泉出露也不多；滇东南、黔南、桂西之间的碳酸盐岩分布区，基本上为温泉空白区。上述分布状况联系中国的地质条件分析，可看出以下特点：（1）地热活动强度随远离板块边界而减弱中国西部的滇西地区及东部台湾中央山脉两侧，分别处于印支板块与欧亚板块、欧亚板块与菲律宾板块的边界及其相邻地区，均是当今世界上构造活动最强烈的地区之一，具有产生强烈水热活动和孕育高温水热系统必要的地质构造条件和热背景。靠近此带，地热活动强烈；远离此带，地热活动逐渐减弱。我国
6、西南部的地热活动呈南强北弱、西强东弱；东部区的地热活动呈东强西弱之势，明显地反映了这一特点。（2）高温水热区与晚新生代火山分布相背离此特征先后为佟伟、廖志杰等所指出。从中国晚新生代火山群与现代高温水热系统的地理分布可看到，中国高温水热区不但远离晚新生代火山分布，而且绝大多数晚新生代火山区为低温水热区，如中国晚新生代火山分布较多的吉林、黑龙江两省，不仅无高温热显示，而且黑龙江省至今尚未发现大于 25的温泉，著名的五大连池火山群，尽管非常年轻，却只出露冷矿泉。吉林省的几处温泉，分布于白头山和龙岗火山区附近，泉水温度 4078，通过地球化学温标测算，也未呈现高温热储的可能性。表明中国近期火山活动不完
7、全是孕育高温水热系统的必要条件，远离火山活动分布的高热流板块边缘地区，则仍有可能形成高温水热系统。（3）碳酸盐岩分布区多以低温温泉水形式出露中国碳酸盐岩分布广泛，出露区面积约占全国陆地总面积的 12.5，达 120104km2，在其分布区大于 60的温泉比较少见。这主要与碳酸盐岩地层具可溶性，出露区岩溶发育，水循环条件好，深部地热水循环至浅部，其热量可为浅部的低温水所吸收有关。2. 沉积盆地区的地热资源指地表无热显示的，赋存于中、新生代沉积盆地中的地热水资源。中国的不少沉积盆地，尤其是大型沉积盆地赋存有丰富的地热资源，具以下特点：（1）大型、特大型沉积盆地有利于地热水资源的形成与赋存大型、特大
8、型沉积盆地的沉积层厚度大，其中既有由粗碎屑物质组成的高孔隙、高渗透性的储集层，又有由细粒物质组成的隔热、隔水层，起着积热保温的作用。大型沉积盆地又是区域水的汇集区，具有利于热水集存的水动力环境，使进入盆地的地下水流，可完全吸收岩层的热量而增温，在盆地的地下水径流滞缓带，成为地热水赋存的理想环境，也是开发利用地热水资源的有利地段，尤其是在沉积物厚度大、深部又有粗碎屑沉积层分布的地区。华北、松辽等大型沉积盆地的中部，均具备这样的条件。与之相对应的规模狭小的盆地，特别是狭窄的山间盆地，整个盆地处于地下水的积极交替循环带中，为低温水流所控制，对聚热保温不利，在相当大的深度内，地热水的温度不高，如太原盆
9、地。（2）低温背景值，决定了盆地一般只赋存低温地热水大地热流是沉积盆地热储层的供热源，区域热流背景值的大小，对盆地地热水的聚存有重要的、决定性的作用。中国主要沉积盆地的大地热流背景值，尽管有所差别，但均属正常值范围，介于 4075mW/m 2 之间，这就决定了在有限的深度内（3 000m），不具有高温地热资源形成的条件，而只能是低温（小于 90）、部分为中温（90150）的地热水资源。西安地热田不同深度的测温资料具有代表性（表 2.5.16）。 表 2.5.16 西安地热田不同深度测温资料表t2-5-16.jpg（3）可供利用的地热水资源，主要赋存于盆地内河湖相淡水沉积层中中国东部的大型中、新
10、生代沉积盆地，沉积了数千米的沉积层，这巨厚的沉积层尽管都赋存有地下热水，但并不可能全部开发利用，其底层和中层为含有较高盐分的地下水封闭系统，因水中含盐度高，热储层渗透性差和水的补给循环差，形成不了有开发利用价值的热储层；其上层为分布广、厚度大的河湖相淡水沉积建造，以其高的砂岩层比值，构成富含低矿化度低温水的半封闭（开放）系统，成为中国东部的主要热水赋存层位。该层位在华北、苏北盆地和江汉盆地以上第三系储层为代表；在松辽盆地，则以中、下白垩系储层为代表。中国中部的鄂尔多斯盆地为三叠纪、侏罗纪广盆式河湖相淡水沉积建造，在其边缘相和河道砂岩相带适于低矿化度的热水赋存。四川盆地三叠系为海相砂、泥岩及碳酸
11、盐岩建造，侏罗系为深湖相碳酸盐、碎屑岩建造，富集卤水，一般不赋存低矿化的地热水，但可在浅部水循环条件较好的构造适宜部位，找到矿化度较低的低温地热水，如重庆市周边地区的低温地热水。（4）盆地基底赋存有碳酸盐岩的部位，往往形成重要的热储系统经近年来的勘探证实，在盆地基底隐伏有碳酸盐岩的地区，尤其是在盆地中部构造隆起部位隐伏的碳酸盐岩，通常分布有可供开发利用的地热资源。这是由于中国中、新元古代和下古生代碳酸盐岩地层沉积厚度大，层位稳定、分布广泛，岩溶裂隙发育，水的连通性较好，盆地内的隐伏碳酸盐岩与盆地周边的同类岩层有构造上联系和一定的水力联系，是周边碳酸盐岩裂隙岩溶水的汇流排泄地段或滞流区之故。还由
12、于碳酸盐岩热储层比较稳定，在同一构造部位的隐伏区找到了地热水，在其相邻地段也较容易找到地热水，如北京城东南、天津王兰庄、河北牛驼镇、昆明市区等重要地热田都属这一情况。二、 地热资源类型地热资源类型划分有多种方法，根据地热系统的地质环境和热量的传递方式分成对流型地热系统和传导型地热系统两大类。依据地热资源的存在形式分为水热型地热资源和干热岩型地热资源，前者是以蒸汽和液态水为主的地热资源，后者是以热岩（干热岩及岩浆）为主的地热资源，中国近期发现和广为开发利用的地热资源，主要是水热型地热资源。中国地热专家黄尚瑶、陈墨香等沿用国际地热界地热系统划分的原则和思路，在对中国地热资源的形成、地热地质背景及典
13、型地热田研究的基础上，提出了中国地热系统的基本类型，将中国水热型地热系统分为两类：即构造隆起区热对流类和构造沉陷区热传导类；五型，即：火山型、非火山型、深循环型、断陷盆地型、拗陷盆地型。该类型划分概括了我国水热型地热系统的基本特征（表 2.5.17）。表 2.5.17 中国地热系统的基本类型t2-5-17.jpg三、 典型地热田为进一步了解中国不同类型地热田的基本特征，下面选择 6 个代表性地热田作一简要介绍，其中一个高温地热田（西藏羊八井），4 个中、低温沉积盆地型地热田（北京东南城区、昆明、西安、天津塘沽），1 个中低温构造隆起区的地热田（海南三亚南田地热田）。（一）西藏羊八井地热田羊八井
14、地热田位于西藏拉萨市西北约 60km 处，地理位置：东经 90269032，北纬 30263033, 地面标高 4 3004 500m。地势北高南低，东、北两侧为念青唐古拉山脉, 主峰 7 162m，南东为唐山，主峰 6 277m。其间的那曲-羊八井-多庆错新生代断陷盆地，西南高，东北低，呈“S”型北东向展布，长达 70 余 km，宽 715km，藏布曲河（拉萨河水系）贯穿其间。当地属高原气候，年最高平均气温 25.5，年最低平均气温-22.2，年平均降水量 269mm，年平均蒸发量 2 148mm。羊八井地热田在构造上处于北东向的那曲-羊八井-多庆错活动断裂带中部的新生代断陷盆地内，盆地内主
15、要分布新生界的第四系、第三系及下古生界变质岩系。第四系松散层，分布于山麓及盆地中心部位，最大沉积厚度约 340 余 m；第三系为一套火山岩系，出露于盆地周边，在盆地内多为第四系所覆盖，厚度大于 250m；下古生界变质岩系，构成盆地的基底，喜马拉雅期花岗岩、燕山期花岗闪长岩、石英闪长岩侵入其间，构成了复杂岩体。主要构造走向北东-南西。羊八井地热田中的地热水以断裂带为补给循环通道，储集于基岩裂隙及第四系松散沉积物的孔隙中，通过径向辐射流形式运移，以各种地热显示进行排泄。分为南北两区（图 2.5.2），热田北区，浅部热储层处于非承压状态（开放环境），地热水汽化放热，造成岩石强烈的水热蚀变（主要为硅化
16、、高岭土化）及自然硫的成矿作用，以液态水向邻区渗流，并通过地面放热、汽等方式排泄；热田南区，浅部第四系热储层呈封闭状态，地热水以泉、热水湖泊、冒汽孔、放热地面等方式排泄，汇入藏布曲河。热田的形成模式如图 2.5.3 所示。图 2.5.2 西藏羊八井地热田平面模式图1.北区；2.南区；3.水热活动区；4.泉华、热泉；5.水热胶结层；6.钻孔；7.冷水流向；8.热流体m2-5-2.jpg图 2.5.3 西藏羊八井地热田模型剖面图式1.粘土层；2.水热胶结层；3.第四系；4.第三系砾岩；5.花岗岩；6.温度等值线() ；7.热泉；8.钻孔m2-5-3.jpg羊八井地热田按热储层特征分为第四系孔隙热储
17、及基岩裂隙热储两个热储层。第四系孔隙热储层，为次生热储层，由深部基岩裂隙热储层的地热水补给作用而成，储层为第四系更新统砂、砂砾、砾石层，最大厚度 345.5m，最薄仅 11.8m。该储层以中尼公路为界，分南北两区。热田南区有亚粘土、亚砂土覆盖，其最大厚度达 31.1m，地热水呈承压状态，可自喷，水头高出地表 1030m 不等；热田北区，热储层无粘性土覆盖，地热水呈潜流状态，埋藏深度随地形的增高而增深。据勘察资料，热田南区第四系孔隙热储层，有一个高温热水层，其厚度、温度、埋藏深度如表 2.5.18 所示。地热水温度在 40以上地区分布面积14.62km2，其中 130以上可用于发电的中、高温地热
18、水分布面积 5.656km2（北区 3.045km2，南区 2.611 km2）；地热井孔内地热水温度 141172，孔口温度 120147，压力 0.20.46MPa，单井汽水总量72169.7t/h，其中蒸汽量 9.13 25.8t/h。地热流体矿化度 9541 853mg/L，pH7.78.89，SiO 2 含量36.5124.5mg/L，主要为 Cl-Na 型水，是目前的主要开采层。表 2.5.18 羊八井地热田南区第四系热储层测流资料t2-5-18.jpg基岩裂隙热储层，主要为第三系喷出岩及喜马拉雅期花岗岩、燕山期花岗岩、石英闪长岩等杂岩体，构造裂隙发育。地热水储集于断裂带及次级脉状
19、裂隙带中，以其两断裂交汇带为其富集部位。据热田北区最新地热勘探孔 ZK4001 资料，在 1 300 余 m 深度内，已揭露有两层基岩裂隙热储层：240450m 为浅部热储层，岩性为碎裂花岗岩，热储温度 157左右，为目前羊八井地热田的开采层位，其上部的盖层为第三系火山碎屑岩；9501 336m 为深部热储层，岩性为碎裂花岗岩、糜棱岩化花岗岩、碎斑状花岗岩，热储层平均温度 247，最高 251，其上部盖层为蚀变碎裂花岗岩、黑云母花岗岩等。深部热储层在深度9501 220m 的深度内，获得了温度 247、汽水混合总量达 302t/h、估计发电潜力达 12.58MW 的高温地热流体，展现了良好的开
20、发利用前景。地热水水质类型为 Cl-Na 型，矿化度 2.8g/L，pH 值 8.66，氟、锂、偏硼酸、偏硅酸为其特殊离子成分，含量分别达到 12.8、20.9、385.0、90.4mg/L，除用于发电外，还具有很好的医疗利用价值。（二） 昆明地热田昆明地热田位于中国云南省昆明市的城市中心部位，经近年热田地质勘查与开发证实，为一埋藏较浅、分布面广、资源丰富、开发利用潜力大的低温地热田。热田范围：西至西山大断裂，东至白邑-横冲断裂，北至昆明城北莲花池东西向断裂，南至呈贡马金铺一带，面积约 670km2。昆明地热田在构造上属康滇地轴东缘昆明断陷盆地。该盆地在垂向上由上而下有五个主要层位（图2.5.
21、4）： 图 2.5.4 昆明地热田结构模式剖面图1. 新生界（QN）松散堆积盖层；2.上古生界（PD）碳酸盐岩基岩盖层；3.下古生界（C-）碎屑岩为主的基岩盖层；4.热储层（Z 2dn）；5.元古宇昆阳群及震旦系陡山沱组（Z 2dPt2）以碎屑岩和浅变质岩为主的热储基底；6.断层m2-5-4.jpg第一层：浅部新生界（QN）松散沉积层，含孔隙水。第二层：包括中生界-古生界（PD）沉积地层，砂页岩、碳酸盐岩交替出现，含常温地下水。第三层：下寒武系（C- 1）砂页岩，构成昆明地热田主要热储层的盖层，对热田水起着阻水和隔热作用，其中的下寒武统沧浪铺组砂岩，在地热田中部构成面积不大的热储层。第四层：震
22、旦系渔户村组及灯影组（Z 2dn）白云岩，为昆明地热田的主要热储层。第五层：震旦系陡山沱、南坨组（Z 2d）碎屑岩及元古宇昆阳群（Pt 2）变质岩系，构成热储层基底。昆明地热田有上、中、下三个热储层:上热储层：主要指下寒武统沧浪铺组石英砂岩热储层，分布于关上到跑马山一带，面积约 60km2，热储层厚度 50155m，地热水温度 3853 ，单井出水量 300600 m 3/d。中热储层：震旦系渔户村组下部硅质白云岩、灯影组白云岩，厚度 250300m，分布全区，为地热田的主要热储层。地热水温度 4074，单井出水量 1 000 m3/d 左右。下热储层：震旦系灯影组藻屑白云岩，厚 315376
23、m。目前在局部地段开采此层，地热水温6078，单井出水量大于 1 000 m3/d。震旦系渔户村组硅质白云岩、灯影组白云岩为主要热储层，出露于昆明断陷盆地的西部山区及北部的地校核桃箐等地，在盆地内则隐伏于第四系及古生界寒武系地层之下，埋深 3631 100m 左右 ，因主要受南北向断裂构造切割，导致热储层特性、地热水的赋存条件有差异，在地热田北段由西至东变化。近靠西山地带，热储层埋深 645795.4m，地热水温度 39.541.0，水位埋深 0.071.43m，热水井单位出水量0.0420.33L/(sm)；海埂地段，热储层埋深 743926m，地热水温度 5267，水位埋深 2.59.39
24、m，热水井单位出水量 0.450.84L/(sm)；市区，热储层埋深 362.96538.75m，地热水温度 40.568.0，水位深 15.2443.20m，热水井单位出水量 0.251.45L/(sm)；市区以东至关上、官渡以西地段，热储层埋深 568.51109.61m，热水井单位出水量 0.281.75L/(sm)；关上、官渡以东地段，热储层埋深492729.0m，地热水水位埋深 5.9156.39m，热水温度 3752，热水井单位下降出水量0.1125.68L/(sm)。图 2.5.5 昆明地热田分区示意图m2-5-5.jpg昆明地热田为层状热储类型，热储层分布较为稳定，热源主要来自
25、地球内部的传导热，地热温度随储层埋深的增加而增加，故又可称其为传导型地热田。地热水主要来自热储层出露区的降水补给及上覆弱含水层和切穿热储层的含水断裂带的越流补给，补排关系比较复杂。热田的分布受盆地构造及断裂构造的控制明显。昆明地热田依据热储层厚度、分布、埋藏深度及地质构造特征将其分为 12 个区（图 2.5.5）。全区在 2 000m 深度内，储存热量约 2.55977051016kJ,相当于 8.734 亿 t 标准煤的发热量; 储存水量约120.63 亿 m3,以其可采收 15计，则可开采地热水量 18.093 亿 m3，可利用 2.2701014kJ 的热量，约相当于储存热量的 1。以
26、100 年开采时间计，则每年可采 0.18 亿 m3 或每天可采 4.96 万 m3 的地热水，各区储存热量及可开采量如表 2.5.19 所示。地热水化学特征总的规律是：水化学类型在热田外围较简单，热田内趋于复杂，热水中水化学组分含量高低与水温有关，Cl、SO 4、 Na、SiO 4、F 等离子含量随水温增减变化明显，水温增高，其含量增高；热水与常温地下水的水化学特征有明显差别，地热水矿化度及主要离子含量普遍高于热田区的常温地下水，反映出地热水较常温地下水的循环深度深，运移时间长，补给途径较远的特征。 表 2.5.19 昆明地热田储存热量、水量汇总表t2-5-19.jpg（三） 北京东南城区地
27、热田北京东南城区地热田是一个隐伏的地热田，位于北京市东南城区，东起朝阳门外十里堡，西至中山公园，南至永定门外，北至左家庄，面积约 120km2（图 2.5.6）。热储层主要为蓟县系铁岭组和雾迷山组碳酸盐岩，隐伏于新生界第三系、第四系地层之下，埋藏深度 6002 000m，地热水温度 4070。北京地热田在构造上处于北京凹陷中段南侧。该凹陷为一南西北东向的长条形凹陷盆地，西北以黄庄-高丽营断裂为界，与京西北隆起毗邻，东南以南苑-通县断裂为界，与大兴凸起相接，其间宽约15km，轴长约 60km。北京东南城区地热田所处部位是北京凹陷中心线以南紧靠南苑-通县断裂的部位。经勘探证实，基底岩层，也是主要热
28、储层，为中元古代蓟县系铁岭组及雾迷山组白云岩，浅埋区位于朝阳区呼家楼一带，埋藏深度仅 700800m，向西北方向埋深渐增至 2 000m 以上。这套地层与北京西北部山区广泛分布的同类岩层有构造和水力上的联系，当这些岩层在西北山区接受降水补给后，向东南运移至北京凹陷增温，在凹陷区第三系地层阻水隔热保温作用下，使地热水在碳酸盐岩层中富集、贮存，而形成今日可开发利用的隐伏地热田（图 2.5.7）。但不同部位的热储层埋藏深度、富水性有所差别，主要是由于受到下述基底构造的破坏和影响： （1）良乡-前门断裂 走向北东，长 50 余 km，构成热田西北界。断裂两侧热储层顶板埋深差达 1 320m。西北一侧热
29、储层埋深大，渗透性差，上覆第三系厚度大，下部并见白垩系，地热水的开发意义较小。图 2.5.6 北京市主要地热田分布图 资料来源：谢桂寅，北京地下热水资源及其开发利用情况的调查报告，1994.3 m2-5-6.jpg图 2.5.7 北京东南城区地热田水文地质剖面图Q.第四系；N.上第三系；E.下第三系； K1.下白垩系；J2.侏罗系中统；J2t.侏罗系中统髫髻山组；CP.石炭系二叠系未分；O.奥陶系；Zqj.青白口系景儿峪组；Zqx.青白口系下马岭组；Zjt.蓟县系铁岭组；Zjh.蓟县系洪水庄组；Zjw.蓟县系雾迷山组；1. 断层线；2. 地热等温线（）；3. 钻孔及编号m2-5-7.jpg（2
30、）南苑-通县断裂 走向北东，构成热田东南边界。界内热储层埋深为 700800m，是北京东南城区地热田开发利用较为经济的地段；界外为大兴凸起，基底埋深渐浅，地热水温度渐低，已缺乏开发利用的意义。（3）崇文门-呼家楼断裂是地热田内部的主要断裂，经勘探证实，断裂沿线是第三纪玄武岩岩浆活动的中心，断裂带附近为热储层较富水、热水温度较高的地带。推测该断裂是热田的主要导水导热构造。北京地热田地热水属承压-自流水类型。勘探开发的初期，水位可上升至地表附近，有的可自流，水位埋深2.5m 至-11.14m，承压水头以崇文门-呼家楼断裂线附近最高，向北西方向递减。但地热水水位随着开采量的扩大，呈逐年下降的趋势。1
31、9741980 年间累计下降 12.3215.27m（表 2.5.20）。表 2.5.20 19741980 年地热水水位下降值(m)统计表t2-5-20.jpg北京地热田热储层与其盖层地热增温率有较大的差别，热储盖层地热增温率由上而下渐增，平均值为4.05/100m，其中第四系平均 1.95/100m, 第三系平均 3.99/100m, 第三系侏罗系、白垩系平均为4.28/100m, 蓟县系页岩隔层平均为 6.85/100m 。热储层地热增温率仅 1.77/100m ，明显地低于上部盖层，反映出热储盖层地热增温的热传导性质，越靠近热储层地热增温率越高。热储层则有热对流作用，导致在热储层埋藏浅
32、的地区，出现热异常，在相同深度内可获得比相邻地段温度高的地热水。热储层系硅质白云岩及白云岩类裂隙岩溶含水系统，富水性受岩溶裂隙发育的影响。据热水孔抽水试验统计：其单位出水量介于 0.1852.708 L/(sm)之间，单位出水量（q）1.0 L/(sm) 的热水井，大都分布于断裂带附近，尤其是岩溶裂隙较发育的断层上盘；Lq0.5 L/(s m)的热水井亦近靠断裂带；q0.5 L/(sm) 的热水井，大多远离断裂带或热储层中夹薄层页岩较多的地段。总的来看，因热储层比较稳定，分布面广，厚度大，并具可溶性，故普遍含水，单井出水量一般可在 1 0002 000m3/d 左右，热储层埋藏深度小于 2 0
33、00m 的地段，一般均具有开发利用的条件。北京东南城区地热田的地热水属低矿化（矿化度一般介于 500700mg/L）的 HCO3.SO4-Na.Ca 或HCO3-Na.Ca 型水， pH 值 7.17.9, F 、Ra、Rn、HBO 3、SiO 2、H 2S 等组分含量较浅层常温地下水高，有的达到矿水浓度标准（表 2.5.21），除用于供暖外，还可用于医疗洗浴。 表 2.5.21 地热水特征组分与常温地下水含量比较t2-5-21.jpg经计算热田地热资源量 403.8MW。其中蓟县系雾迷山组热储层 331.7MW，热水平均温度 49.07；蓟县系铁岭组热储层 72.1MW，热水平均温度 44.
34、76。(四） 天津塘沽地热田天津塘沽地热田是天津滨海地热田资源比较富集的地段，北至北塘，南至驴驹河，西至苍州断裂，东至渤海，面积约 920 km2。地热田在地质构造上处于黄骅拗陷北段，跨越北塘凹陷，塘沽鼻状构造带、板桥凹陷、港西凸起等次一级构造带上，其中塘沽鼻状构造带处于热田中心部位（图 2.5.8）。图 2.5.8 天津塘沽地热田基底构造及新生界等厚度图1. CP.石炭系二叠系; 2. 中生界未分层；3. 奥陶系；4. 寒武系；5. Pt.中、新元古界；6. 断裂及推测断裂构造；7. 地层及推测地层界线；8. 新生界沉积厚度等值线（m）m2-5-8.jpg塘沽鼻状地质构造带向北倾没于北塘凹陷
35、东部，西与沧州隆起相接，南部为板桥凹陷，为这一地区新生界沉积厚度较薄的地段（厚 3 500m 左右），处于地温高值区，地温梯度 33.22 /100m ，梯度大于3 /100m 的分布面积达 125 km2，正好与塘沽鼻状构造相吻合，是目前地热资源的主要开发地带。热田有两套热储系统：一为基岩热储系统，指古生界寒武系、奥陶系，元古宇青白口系、蓟县系各碳酸盐岩热储层，也是区内新生界沉积地层的基底，埋藏深度在塘沽汉沽一带，约 1 6002 500m，向东逐渐加深，至渤海岸边，最深可达 3 500m；二为新生界第三系热储系统，由上而下划分为：上第三系明化镇上段热储层：顶板埋深 430530m，厚度 3
36、50450m,其中砂岩层厚度 150180m, 占该层总厚度的 40%54，孔隙率 25，单井出水量 4075m 3/h，水温 2535，水质为 HCO3-Na 型，矿化度小于 1.0g/L。上第三系明化镇组下段热储层：顶板埋深 9001 400m，厚度 270600m，其中砂岩层厚100260m，占该层总厚度的 30%50，孔隙率 25，单井出水量 4060 m 3/h，水温 3550，水质为 HCO3Cl-Na 型，矿化度小于 1.0g/L。上第三系馆陶组上段热储层：顶板埋深 1 1001 700m，厚度 45110m，西薄东厚，以粉细砂岩为主，夹泥岩层，砂岩占层厚的 40%70 ，孔隙率
37、 27%32.6，单井出水量 4060m 3/h，水温 4560，水质为 ClHCO3-Na 型，矿化度 1.42.6g/L。上第三系馆陶组下段热储层：顶板埋深 1 4001 950m，厚度 45130m，岩性以粉细砂岩为主，砂岩层厚 3585m, 占该层总厚度的 60%70，孔隙率 25%31.4，单井出水量 6585m 3/h，水温6080，水质为 HCO3Cl-Na 型或 Cl-Na 型，矿化度 1.52.8g/L。上第三系馆陶组底部砂砾岩热储层：顶板埋深 1 6001 800m，厚度 50180m，其中砂岩砾岩层厚45100m，占该层总厚度的 60%90，孔隙率 20，单井出水量 80
38、140m 3/h，水温 6578，水质为 HCO3Cl-Na 型，矿化度 1.71.9g/L,是目前地热水的主要开采层。下第三系东营组热储层：区内普遍分布，厚度不等，顶板埋深 1 8002 300m，厚 300400m，含水段以砂岩、含砾砂岩为主，推测热水温度 6680。下第三系沙河街组热储层：顶板埋深变化大，一般 2 0003 000m，厚度 8001 000m，岩性以中细砂岩、含砾砂岩为主，储层主要分布于凹陷中心部位，因埋藏深度大，目前尚未开发利用。热田内目前主要开发利用的是上第三系馆陶组热储层，尤其是馆陶组底部砂砾岩热储层。该层结构较松散，孔隙度 20%32.6，具有良好的储集空间，储层
39、埋深在 2 000m 以内，比较适合开发，单井出水量大，水温 6078，是较为理想的供热、采暖温度，地热水的矿化度适中，故得到普遍开发利用。热储层中的地热水补给源为北部山区大气降水，经深循环而成。地热水化学类型在水平方向上由北东的 HCO3-Na 型，向南西渐变为 HCO3Cl-Na 型，Cl、Na 离子含量由北东向南西逐渐增高；在垂向上的主要离子含量及矿化度由上而下渐增 （表 2.5.22），水化学类型也由上层（明化镇组热储层）的 HCO3-Na 型水，至下层（馆陶组热储层）渐变为 ClHCO3-Na 型，反映出地热水的矿化方向是由上而下，下部热储层中的地热水补给循环作用较上部差的特征。地热
40、水水位在热田开发的初期，埋深都比较浅，大多数接近地表，有的甚至可自流，但随开发量的逐年增加，水位呈逐年下降的趋势。据馆陶组底部砂砾岩热储层水位动态观测资料（TR1 井 ），开采初期（1987 年 10 月）水位埋深仅 6.0m，至 1994 年水位已降至 27.78m，7 年间，水位降低了 21.78m，年平均下降 3.11m。 表 2.5.22 塘沽地热田明化镇组、馆陶组热储层水化学组分含量比较t2-5-22.jpg计算馆陶组热储层储存热量 3.0291019J，相当于 8.2856 亿 t 标准煤的发热量；储存地热水 502.1 亿m3（平均温度 63.3），在馆陶组砂砾岩热储层段每年可开
41、采地热水量 338.5507.38 万 m3（表 2.5.23）。表 2.5.23 塘沽地热田地热资源计算成果表t2-5-23.jpg（五） 西安地热田西安地热田位于渭河盆地中部西安凹陷的东部（图 2.5.9），为沉积盆地传导型地热田。主要热储层为新生界第三系陆相碎屑岩。热储温度随热储埋藏深度增加，地热水主要靠盆地周边地下水径流和上覆岩层中地下水的越流补给。地热田北以渭河为界，南以临潼-长安断裂为界，东以产灞河断裂为界，西以皂河断裂为界，面积约 466km2。热储层为层状，在垂向上与隔热层交替出现，具有层次多、总厚度大、分布面积广且较稳定的特征。据近年来地热田勘探、开发证实，在 2 500m
42、深度内，由上而下可划分四个热储层（表 2.5.24）。 表 2.5.24 西安地热田各热储层（段）特征表t2-5-24.jpg图 2.5.9 西安地热田平面位置图m2-5-9.jpg 第一热储层段：为第四系下更新统三门组，埋深 311.5806.5m，厚 96.7475.5m，平均 288.49m。为一套半胶结的河湖相堆积物，有砂、砂砾石 416 层，累计厚度 96.25m。砂、砂砾石占全层厚度的33.66，平均地温 43.4，现有热水井单井出水量 75.2m3/h，地热水水温 30.5。第二热储层段：为上第三系上更新统张家坡组，产河以东为蓝田灞河组，埋深 511.01 282m，平均厚度 6
43、75.53m。岩性为泥岩、砂质泥岩与砂岩互层，有砂岩 518 层，累计厚度变化在 4.9158.1m 之间，平均厚 115.79m，占全层厚度的 17.41，平均地温 60.8，现有热水井单井出水量 4460m 3/h。第三热储层段：主要为上第三系上更新统蓝田灞河组，顶板埋深 9231 747m，平均厚度 701.12m，为一套以河湖相为主的粗砂岩、砂砾岩与泥岩互层，砂岩、砂砾岩平均厚度 168.3m，占全层厚度的 24.58 %，平均地温 82.5，单井出水量 50大于 200 m3/h，为西安地热田的主要开采层。第四热储层段：为下第三系高陵群，顶板埋深 1 5952 391m，揭露最大厚度
44、 711.6m，由泥岩、粉、细砂岩组成，砂岩层占层厚的 13.3,平均地温 101，地热井一般与上覆灞河组混合开采，单井出水量70m3/h 左右。西安地热田，在构造上东南与骊山凸起接壤，北为渭河南、北两断裂构成的地堑，东紧靠泾阳-临潼潜伏隆起，西以西安凹陷中的斗门小凹陷为邻，由于各构造的相互穿插，导致区内地质构造很复杂，表现在：1、断裂发育，将基底分割成形态各异、凹凸不等的段块；2、热田基底东南翘起，向西北倾伏，与盆地内各构造呈北倾的总趋势不协调；3、热田东南地裂缝密集。热田的断裂构造均为活动性的基底构造，主要断裂构造有近东西向的渭河南岸断裂（F 1-1）、骊山北侧断裂（F 1-2）、南窑头
45、-古迹岭断裂（F 1-3）、双水磨-等驾坡断裂（F 1-4）；北西向的皂河断裂（F 2-1）、草阳村-永宁村断裂（F 2-2）、产河断裂（F 2-3）、灞河断裂（F 2-4）；北东向的临潼-长安断裂（F 3），以及近南北向的产灞河断裂（F 4）（图 2.5.10）。西安地热田的地温，在垂向上随深度的增加而增温，据区内不同深度钻孔测温资料，用最小二乘法进行一元回归分析，可得出如下回归方程式：Ti=3.30Hi+24.9 (相关系数 0.88,回归系数 3.3)式中：Ti 为计算深度的地层温度（）； Hi 为计算深度（102m)。地温在水平方向上呈现中部高，南部、北部次之，东部较低的趋势，热田中部
46、热储温度可大于 100，北、西北部，在 90左右，南部渐减至 70以下。热田区的水化学有以下特征：1) 地热水主要阴离子含量浅部以 HCO3、SO 4 为主，深部则以 SO4、Cl 为主；阳离子 Na 的含量有随深度增加的趋势。2) 第二、四热储层段矿化度高，一般 2.54.0g/L，最高 14.58g/L；第三热储层段较低，一般1.02.0g/L，第一热储层段最低，仅为 0.5g/L 左右。3) SiO2、F 含量随深度增加，主要开采层（第三热储层段）普遍较高，且以热田中心部位最高，SiO 2和 F 离子含量分别达 1012mg/L 和 4045mg/L （图 2.5.10）。图 2.5.1
47、0 西安地热田主要开采层 SiO2 含量等值线及高 F 区分布图1.断层线；2.二氧化硅等值线；3.氟含量大于 10mg/L 地区；4.热水孔编号及二氧化硅含量(mg/L）m2-5-10.jpg 据 14C 测定， 西安地热水年龄在 13 万 a 左右（表 2.5.25）。表 2.5.25 西安地热水 14C 测定结果m2-5-25.jpg西安地热田主要开采层的初始水位西南高、东北低，由南至北逐渐降低，水力坡度 0.00560.0019，西南水力坡度较大，向北变缓。南部水位标高 442m，北部减至 372m，南北差 70 余米，总体流向南西西-北东东。随着近年来加快对地热资源的开发，地热水流场
48、已发生了明显的变化，形成了三个明显的降落漏斗，分别以张家堡 XR28、XR09 井及 XR11 为中心，中心部位的地热水水位与初期水位比较，分别下降了 33.67、35.341.06、49.30m，外围地热井的水位也呈下降趋势（表 2.5.26）。表 2.5.26 西安地热田部分地热井水位变化一览表t2-5-26.jpg据计算，西安地热田目前勘探深度 2 500 m 内四个热储层段储存的地热资源总量为 2.10701019J，相当于 7.1850 亿 t 标准煤发热量。各热储层中储存的地热水资源总量约 547.607 亿 m3，其蕴藏热量约相当于 3.3581 亿 t 标准煤发热量（表 2.5
49、.27）。 表 2.5.27 西安地热资源量计算总表t2-5-27.jpg（六） 海南三亚南田地热田海南三亚南田地热田位于海南省南端三亚市藤桥镇西北 2.5km 处，以赤田村为中心，面积约 2.1km2。该热田在地表有热泉出露，水温 38.1，自流量 86.4 m3/d，二战时期始被发现，并被利用，1965 年挖掘成井并建浴池，供洗浴，1992 年国营南田农场为开发地热资源发展农场经济，委托地勘队进行热田资源勘探，同年 12 月成功地打成了第一口热水井（ZK1 井）, 井深 56.1m，获得承压水头高出地表 8.63m，自流量 3 726 m3/d、水温 57的低温地热水，引起了社会各界的关注，并被誉为“神州第一泉”。南田地热田在地质构造上处于海南岛东南的北北东向文昌-琼
